073

第 2編地方別にみた地下水
上ネs，
tisopehe Poleo‑Osino Lake dnt: On the Holocene diatoms i)6719(.
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MinamitsurugunD5号
士山北東路古忍野湖の地質と化石3 国立科学博物館専報第 1'1.
:7)2981) 藤山家徳 (11(島J. 伊豆大島・手I81) 地形・地質1(
伊豆大島と利島は伊豆七島の 北端に位置する火山島で，それぞれ独立成層火山体を形成する。
2

面積は伊豆大島が七島中最大で 90km である。利島は最 も小 さい。最高点の標高は，伊豆大島の 758m に対し，利島 は 506m とあまり変わら ない。
構 成 地 質 は い ず れ も 玄 武 岩 質 の 溶 岩 と 火 砕 岩 の 互 層 で 噴 出 年 代 が 新 し く 未 風 化 で あるため透000m mを超える降雨があるにもかかわらず， そのほとんどすべてが地下水性は良好である。 3，に浸透し，地表水はみ られない。 浸透した水はすみやかに深部に移行し，海に排出されるため ，地下水位 も低く ，伊豆大島の一部を除き，ほぼ海水準にあり，潮汐に伴って変動 する。海水の混

利島

戸水町出w.泣1).
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由00.00‑105•.000‑1⑧1物1仙 火 山 明1

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画以!大仏 火 山 刷 物府j圃 先大1;，~"li"It出物作品火山 )(岡田火山、行者尉火山、句Fち カルデラ、噴火口，。

4kmn j)}!製火口
c9 羽 水図 2‑3‑117 伊 豆 大 島 水 文 地 質 図

第 3Ì~

関東地方の地下水

371

入 も激 しく，ヘルツペノレグレンズが認めら れない井戸が大部分である。
両島の水利用をみると，伊豆大島では島内に存在する 2カ所の湧水と多数の深井戸に頼っている。井戸水の大部分はそのままで、は塩素量が水道基準の 200ppm を 大 幅 に 超 え て い る た め，電気分解二によって脱塩し，湧水と混合して水道用に供している。 利島では湧水が存在せず，地下水匙も多すぎるため地下水利用をあきらめ，舗装道路や簡易舗装を 行った山林に降る雨を貯の塩素;
留して水道用水としている。
伊豆大島は，三原山を最高点とするカノレデラ式活火 山で，北北西一南南東に細長い平行四辺形を呈する。北部および南部に突出した部分は，標高も 200m 以下の平坦 な火 山台地で，居住地および農耕地となっている。東および西側は急傾斜で，海岸は高い 絶壁となっている。地形図を一見すると ， 島全体が単一 の火山活動による成層火山であるようにみえるが，下位に古期の 火山体がいくつか伏在し3単元の地層に大別できる。

最も 古期の地層は，北海岸の岡田付近に分布する岡田火山 ，東海岸の長根岬近辺の行者窟火山 ，その南側に隣接する筆島火山などの先大島火山噴出物で あって， 島の北東海岸に偏在している。
。 これらの地層中に多数の岩脈構成地質は，いずれも玄武岩質の溶岩と火砕岩で，未風化であ るが貫入 している。
噴出物の最下部は凝灰角
これ らの古期の火山体は，大島火山噴出物に覆われてい る。大島火山 l層群(りなどの名称がつけられている。その分布 は， 東 海 岸 のIt礁岩で，大島火 山古朋山体 (l)，泉 誇
ほか，西海岸千波崎北方にも及ぶという (1)。したがって，大島全域に本層が伏在する可能性がある。この凝灰角磯岩はかなり固結しており ，上下の地層に比べ難透水性であるため，地下水の流路を定める制限床の役割をある程度果たすと推定される。泉津付 近の本層分布地には上人滝があり，わずかながら 地表水が認められる。本層の厚さは 30 ~4 0 m に過ぎないが，7̲)(文地質的に重)。
711‑3‑
図 2要である ことから，上位の大島火山噴出物とは区分し泉津層とした (これより上位の大島火山噴出物は層厚数百 lTIあり ，溶岩およびスコリア ， 火山灰. 火山砂など， 凝灰角磯岩を含む地層で，大島火山の山体の大部分を形成する。 本層のの降下堆積物を主と し， その下 位 の 地 層 の 層 序 区 分 は行われて上位のわず、か数 m の部分は細分 され ている もの (1)(2)のおらず，表 層 の 部 分 の み を 細 分 す る こ と は 水 文 地 質 的 に は あ ま り 意 味 が な い た め， 図 2‑3‑117
では全体を 一 括して大島層とした。
大島周の主構成層はスコリアと火山灰，火山砂の互層であるが，各単層の厚さは 20 ~ 30 cm

から 1~2m 程度であって ， 大きな露頭では数百枚もの地層が累重し，局部的な不整合商も多数認められ，堆積前の 旧地形に平行 な曲線紋様を画いている。スコリアは黒っぽい多孔質の火砕物質がノレ ーズに堆積し， コー クスを積み上げたような産状を呈し， 著しく良透水性で，透水係数はs といった大きなものである。これと互層する火山灰は細粒のもの もあり，大島層全体と数 cm/0cm/s程度)， 微 視的には多数の透水層と相対的にみた難透水層
して は透水係数は大きいが (nxIの互周となっている。これらの火砕岩の聞には厚さ数 lTI から 2 ~30 111.程度の多数の溶岩が挟 まれており，火砕岩の画く凹凸 の谷の部分を埋めている。これらの溶岩も開 口し た節理に富み，下部に自破砕帯を伴うため透水係数は大きい。
以上のように，大島層は著しく透水性で あるが， スポンジの ように均一 なものではな く，透水372

水.
第 2編 地 方 別 に み た 地下性のスコリア や溶 岩 と 相 対 的 に 難 透 水 性 の 火 山 灰 と の 互 層 で あ る た め ， 地 下 水 の 流 れ は 各 層 の 累。 本層中の凝灰角磯岩 も重 状 態 に 支 配 され， 特 定 の 流 路 に集中する 可 能 性がある こと を暗示 す る
相 対 的 に難透水性といえ る(1)。 南 海 岸 の 間 伏 付 近 に 分布 す る差木地層中 の凝灰 角 操 岩 の 分 布 地 である 間伏部落西方の谷間には，。
ごく小規 模 で は あ る が， 湧 水 が 2カ所認めら れ る噴出物の ほかに 多 数 の小規模 な寄生火山 があり ， また，極伊 豆 大島 には，こ れら 3単 元 の火山 l
近 に 島 内最大の 湧 水が あ る が， こ れ部 的 で はあるが， 湖 成層 が 存 在 す る 。 東 海 岸 の 標 高 150m付ー，は 大 島 層 群中 に 挟 まれる 湖成のシノレト層が制 限 床 となって海食産に湧 出 す る も の (2)でフノウ の滝と称されている。
， 急峻な 円錘型の利 島 は大 島の 北部 お よ び 南 部 に み ら れ る 緩 い 山 麓 部 が 存 在 せ ず ， 全 体 と し て
火 山 体 で ， 南 側が と りわけ急である。寄生 火山 もみられず， 宮 塚山 を最高峯とする単一の 火 山 体で あ る 。 椛 成 地 質 は や は り 溶 岩 と 火 砕 岩 の 互 層 で あ る が， 大 島火山 のような 細粒 の 火 山灰 は少な
く，全体として著しく 透水性で ある。

) 地下水2(510ppm と利 島における 2眼 の 試掘 井 に おける塩素量は， 海 岸 か ら 320m 離 れ た 1号井で 8，)， い ず れ も水 道 基 準 値 の 20倍 という 高濃度を示す。海岸か ら これ以上 離18
図 2‑3‑1なっており ()，たと え島 の 中 心 部 で 試 掘 が17
図 2‑3‑1れると ，標 高 の 関係 から井戸の深度が著 しく増すうえ (できたとしても海岸か ら 1km以 上 離 れ ること はでき ず，次に述 べ る 伊 豆大島の調査成果からも，戸4JU淡水を得ることは困難 と考えられる。

岩ヨ溶
ロ
1

粗粒の火砕岩類，1: ，:，;
10518，

図 2‑3‑118 試 掘 井 と そ の 地 下 水 位vヤい凶vv
v

27910222502.

月間 問 問2891 1890 1897 17918 17950 2，0010 850 60
30 1，5644185日/
6 2.
431 1
4
揚水盆 nf31.
0800.
水位降下量 m 0.04 0.
2 00510 50 1，00 51
05
団 1，
電気伝導度内/の地下水
0 4，58221量 ppm
i棄
1
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設置年度
海岸からの距離 m﹃十国間住m叶凡. ，"，.
「官~. ~ ，卜茎 自 然 水 位

山川町

高諸問凶川国図閃山凶川目様; 民 川叶河川市

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Eヨ 締粒の火砕岩類

979102356
22.
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0005，
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手 闘東地方の地下水第 3]
大島 3号井
5 0 12 3
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大 仏 4号井:o12 1

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8

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4日22。 11 23:30
035日 o:
21
1:3
1
1
A01
105
1x55o

0
9118
2 :2

栄皮刷
縦 :井戸の j)mc
1δ/031x1
横電気伝導度 (011
コ1:k1の電気伝導度 と7̲
く1⑧ :拐 7深度
モータポンフ。

19 試 掘 弁 の 電 気 伝 導 度 の 変 化‑13‑
図2‑3‑117に示す。 利島と比較すると こち
伊豆大島で，これまでに測定された井戸の塩素量を図 200らの 方 は塩素量の 少 ないものから多いものま で さ ま ざ まである。 水 道基準に適合する塩素量 2ppm以下 の井戸も 9眼認められ， 一方では数千 ppmのもの も存在する。前者の分布をみると ，北部の岡田付近に集 中して おり ， 他 の地域では千 波 崎の北部と筆烏付近に 1眼ずつ存在す るにすぎな い。 これらの井戸の分布は， いずれ も大島層より古期の地層が露出する地域か， その付近にl't層と岡田火 山体が， 千波崎北部に は泉津層が，筆島には筆島 火限られており ，岡田付近 には泉主。 しかし，岡田付近にも塩素量の多い井戸が隣り合うなど， 地下水と山岩体 がそれ ぞれ分布す る
海水 との接触はかなり複雑であ る。
大島 1号井 は， 島の南部にあるシクポと称する爆裂火 口の内部で掘削したもので，火口 を埋めてい るであ ろうル ー ズな堆積物中の地下水を得る こ とを目的として掘削した。深度 5m以 深 は 予3cm/sという大 き な も の で，理が発達 し，透 水 係 数は 6.
目
m1
想に反 し， 硬質の浴岩であった が ，揚水 による 水 位降下 は 4cm以内で，潮汐 に伴 う変 化 の方が顕著である こと がわかった。揚水に

μ ぴ/cm000mで あ っ た も の が， 10時 間 後 に は 2，c
μ U/006，
よる電気伝導 度 (EC値〉は， 当初 1まで上昇している。揚水していない揚合の孔内の E C値 の 深 度 方 向 の 変化 をみる と， ごく 表層の‑cmになっており(図 2μ ぴ/002cmから深部に移行するほど大きくなり ，最 深 部 で 2，200μσ/，1)，全くの淡水層はみ られず，揚水 され た 水 も 塩素量が水道基準の 2倍 以上と なヮている。
191‑3大 島 2号井は， この経験から ，可能な限り海岸か ら離れた揚所をねらうことにし， 30m等高線，0m と03，。 海 岸 か らは 1が最も 内陸部に入り込む位 置に設け た1号井の 2倍位離れているため，μ 仰 cm以下である こ とを期待したが， 結 果は予想に反し 1号 弁
000，
Ec値 は l号井の半分位の 1μ ぴ/cmであ ること がわかった。この井戸 の 垂 直 方 向の Ec値の変化をみ ると ，005より高く ， 4，cm前後のほぼ一定値を示すのに， その 下位の 7 ~ 3m の区間は，μ ぴ/005，表層の 1m 程 度は 2cm近くに達 し， その下位は潮汐にあまり左右され000μσ/4，
潮汐により著しく変動し， 最大 は 1)，層準による変化 も著しい こ とが わかった。 こ の 井戸
19
13‑‑ず，常に高い濃度を示すなど ( ~I 2473

第 2編地方別にみた地下水は大島眉中に設けたも ので，地下水面下の部 分は火山灰とスコリア の互層であり，透水性 の異なる地層が互層している ことがその原因と考え られる。揚水された地 下水の Ec値 が 潮 汐 の 影 響 をあまり受けず，ほぼ一 定値を示すことから， 表層 1m の区間の水流がとくに強いらしい。
これらの試掘により， 地下水の塩素量は，海 岸からの距離と反比例 して いないこと，透水係数の大きい地層の方が海 水が混じりやすく寝素 量が大きいらしいこと など貴重な結論が得ら れた。
3号井の位置選定に際し ては発想を転換し，海 岸からの距離には こだ わらず， できるだけ透水係

0m の筆島火山岩体に属す る降下火砕岩
0数 の 小 さいと ころをねらうことにし ，海岸からわずか 6σjcm) という淡水といってよμ0151ppm (0の露出する急斜面に試 拐を行ったところ ，.版素量が 1)，潮汐に19‑13‑い地下水が得られた。 電気伝導度は水面から 孔底までの 5m区間で変化 なく(図 2よる変化も認められず，淡水レンズが形成さ れていることがわかっ た。
大 島 4，5号井は ， 島の北部で実施した試 掘井であるが，大島南 部におけるこれらの経 験に基づいて， 大島居中の地下水開発 をあきらめ， 泉津層を対象としたものである。 4号井は小口 径 ポ ー

19から読み とれる 。
‑3‑1
リングのた め揚水を行っていない が， ，)号井に近い水質であ ることが図 25号井は 212ppm と，水道基準をわずか ではあるが上回 る程度の塩素盆となっている。
) 今後の地下水 開 発の方 向3(
艮の試掘成果から ， 透 水 性 のとくに大きい大島層 や 利島火山吹出物
11
伊豆大島と利島におけ る 7
中の地下水は，海水の 混入が激しく ，淡水レンズを形成し ないが，筆島火山岩体 と泉津層中の地下水は ， 少 なくとも表層数 m は淡水に近い塩素量と なっている揚合が多い ことがわかってきた。
しかし， これらの地層の分布地 は限られて おり ，海岸付近は絶壁とな り，その上部も急斜面 が多浪られる。 3号井は急峻な 山中 でやっく，標高も一般に高い ため，地下水の試掘適 地はきわめて lとみつけたわずかばか りの平坦地を選んだも ので，近辺に井戸を増 設できるような場所は ほとん00m以上であって，農，5号井 は平坦な 地域に あるものの ， い ずれも揚程は 1と、みつからない。 40003，Bl1号井水位:
立{()号井 7B 2一下5.
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1000，導 2支1也下E)C位tオB)(γ下mc/6 μ百l

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21

電気伝導度 と潮位の関係
井の 1!
I0 地下ダム地質調査横坑内観世J
2‑13‑
図 2

. 関東地方の地下水
第 3平

573

業用水としての経済的な限界に近い。
そのため，多量の淡水を得る方法として，地下ダム開発を行うた め，関東農政局で 1981年 か土地下に人工の[1::水墜を構築して，海へ向かう淡水 と 満ら予備調査を行っている。その基本構想 l
潮時に地下を逆流してくる海水との接触を防げ，止水壁の上流側 に淡水を地下貯留することにあ。
る
爆 裂 火 口の 1つである島の南端部の波浮港内には，大規模な海底湧水があり， これほどの湧水はほかの場所では知られていない。近辺の地質は大島層からなる が，湧出口付近 は下 部 自 破 砕帯を伴う 2枚の溶岩がみられ，こ の溶岩流が地下谷を 埋め，集水暗渠のような役割を果たしていると推定される。
この部分に地質調査用の トンネノレ を掘進し， 坑 内 に設けた 2孔 の 地 下 水 調 査 孔 の 地 下 水 位，Ec値の経時変化をみると，地下水位は両孔ともにほぼ同じで，潮汐 により変動するが， そ の 振幅は 1/2程度となり，位相も 70分程度ずれている(図 2‑3‑120)。位相差の影響で，潮 位 の 方 が 地下水位 より高くなる時間帯があり，その聞に 1号孔の Ec値が急増することも，この図から読み250μ ぴIcmの間にあり150‑1，の Ec値は 1，とれる。 2号子L1号孔のそれよりかなり小さく，地下水位が潮位より低くなる時間帯の Ec値 の 増 加 量 も わ ず か で あ る 。 海 岸 か ら の 距 離 は 25m
で， 地 下 水位変動も同じなのに， Ec値がこのように異なることは 2号 孔 の 方 が 港 内 に 湧 出 す る
地下水の流動帯により近接したことを示すと思われる。
普通の深井戸による地下水開発手法では， 大島層は，海水の混入が激しく，開発対象になりにくいが，大島層中に埋没している地下谷の位置を把握し，強い地下 水流をさえぎ、る形で， さきに述べたようにな止水壁を築造することによって，まとまった量の淡水が得られる可能性があるかもしれない。
淡水の得られた 3号井の地下水位が海水面より高いことを利用して， この付近の先大島火 山噴出物に集水トンネノレを掘削して，斜坑を通じて地表に揚水する方 法が残されている。
菅原利夫 ・稲 本 暁 〉(参考文献):必業用地下水開発調査大島南部地区報告書 大島南部の地下水
0791(1) 関東成政局 (0号利島地域の地質15万図1届東京 8 第 1/: 地域地質研究報告 1)0791(2) 一色直記 ((3) 一色直記 (.4‑7p5 p):日本の火山 伊豆大島 アーパンクボタ No.1
8791Izu，
1ima Volcano(4) K.NAKAMURA (fOslcano‑StorotigruphicStudyo: Vol)
4619(5) 東京都 (: 畑作振興深層地 下水調査 利島地区報告書)
2791(6) 一一一一 (西山地区ググ):
9791
11
波浮地区グ
(7)